Учение про географічних системах

СПЕЦИФИКА ПРОСТОРОВО-ЧАСОВОЇ ОРГАНІЗАЦІЇ ГЕОГРАФІЧНИХ СИСТЕМ.

Учение про географічних системах (геосистемах) одна із головних фундаментальних досягнень географічної науки. Воно як і активно продовжує розроблятимуться й обговорюватися. Адже це вчення має лише глибокий теоретичний зміст у ролі ключового базису для цілеспрямованого накопичення та систематизації фактичного матеріалу для одержання нового знання. Велика та її практична значимість, оскільки саме такий системний підхід до розгляду інфраструктури географічних об'єктів є основою географічного районування територій, якого неможливо виявляти і вирішувати ні локально, а тим паче глобально, якісь проблеми, що стосуються у тому мірою взаємодії людини, суспільства і природи: ні екологічні, ні природокористування, і взагалі оптимізації взаємовідносин людства та природного середовища.

Географическая оболонка — середовище проживання людей і той дослідження географів — перебуває у зоні динамічного зіткнення і взаємодії ендогенних, екзогенних і космічних процесів, різних геосфер: літосфери, біосфери, гідросфери, атмосфери. У чому цьому тлі специфіка геосистем, ніж визначається їхніми цілісність, функціонування, динаміка, еволюція, відтак — їх просторово-тимчасова організація? На розгляд цього кола питань у ракурсі сучасних уявлень, і націлений справжній реферат.

РАЗДЕЛ 1. ГЕОГРАФІЧНІ СИСТЕМИ (ГЕОСИСТЕМЫ) ТА ЇХНІ ОСНОВНІ ВЛАСТИВОСТІ.

Географами віддавна зазначалося, що природні компоненти, складові природну середу життя, перебувають у залежності одне одного і у своєму розміщення по земної поверхні утворюють взаємозалежні територіальні поєднання. У географічної літературі ці поєднання описувалися під різними назвами: типи, чи пологи, місцевостей, ландшафти, природні територіальні комплекси, географічні комплекси, геокомплексы, геосистемы.

В реальності подібних територіальних комплексів, чи систем, переконаємося, перетинаючи будь-яку територію по якомусь напрямку, тобто. лінією профілю. Так, переміщуючись із півночі на південь, можна простежити, як за змінами клімату відбувається поступова, а цілком узгоджена, закономірна зональна зміна умов загальної обводненості території, характерних форм рельєфу, грунтів рослинності й тварини світ.

Чтобы помітити тісну взаємну просторову приуроченість перелічених компонентів і реальність утворених ними поєднань, зовсім необов’язково проробляти маршрути на сотні і понад тисячу кілометрів по меридіану. Наочне уявлення про географічних комплексах може дати невеличкий профіль, прокладений від річковий долини до найближчого вододілу. Саме через такі профілі запровадили практику географічних досліджень учні У. У. Докучаєва Р. І. Танфильев (1857−1928), Р. Ф. Морозов (1867−1920) і Р. М. Висоцький (1865−1940) близько ста тому. Як вдалого прикладі можна навести комплексний профіль ділянки лісостепу зі славетної книжки Р. Ф. Морозова «Вчення ліс», вперше виданої 1920 року (рис. 1). Цей профіль супроводжується планом, отож у сукупності виходить хіба що об'ємне тривимірне уявлення порівняно невеликого простору, чітко диференційованого на послідовно що змінюють одне одного комплекси. Кожен із дев’яти комплексів відрізняється своїм становище у рельєфі, материнської породою, грунтом, рослинністю. Якби у цій профілю проводилися спостереження, над мікрокліматом, рівнем грунтових вод та інші природними явищами, то них неодмінно виявилися б відмінності дільницями профілю.

Географические компоненти взаємопов'язані у просторі, а й у часі: їхній розвиток відбувається сопряженно. Так, коливання клімату викликають зміни органічного світу, рівня озер, водності річок, характеру грунтів і навіть рельєфу. Підняття і опускання земної кори тягнуть у себе зміни у кліматі, водному режимі, що, своєю чергою, неминуче викликає перебудову біоценозів, грунтів і географічних комплексів загалом. Щоправда, зміни позначаться не відразу, тому що кожному компоненту властива велика чи менша інерційність, і треба час, щоб знову прийшли о відповідність між собою.

Таким чином, географічний комплекс (чи геосистема) є певну цілісність у просторі, а й у часі, і можна з’ясувати, як просторово-тимчасову систему географічних компонентів, взаємообумовлених у своїй розміщення країн і як єдине ціле.

.

Что стосується термінології, то зараз у географічної літературі вживаються як синоніми природний територіальний комплекс (ПТК), геокомплекс і геосистема. Останній термін, запропонований в 1963 р. У. Б. Сочавой, представляється найвдалішим.

К геосистемам належить і такі складні великі системи, як ландшафтні (природні) зони (наприклад, тундра, тайга, лісостеп), і досить прості освіти, на кшталт показаних малюнку 1 (болота, дюнные пагорби з сосняками тощо. п.). Потрібно, отже, розрізняти рівні організації геосистем. Тут ми зазначимо поки що тільки три головних рівня геосистемной ієрархії: глобальний (інакше — планетарний), регіональний і локальний.

Глобальный рівень представлений Землі в однині, саме — географічної оболонкою, яку коротше називають эпигеосферой. Геосистемы регіонального рівня — це великі структурні частини эпигеосферы, зокрема ландшафтні зони, і навіть сектори, провінції, ландшафти та інших. Нарешті, до геосистемам локального рівня відносять найпростіші комплекси, у тому числі побудовано регіональні геосистемы. Саме до цього рівня належать виділено профілю (урочища), зображеного малюнку 1.

Чем вище ранг геосистемы, то складніше її будова, яке розкривається через характер поєднання підлеглих систем нижчих рангів. І що нижче ранг, тим простіше влаштована геосистема, тим вона однорідніше. Послідовно спускаючись «згори донизу» по таксономической драбині геосистем, ми кінцевому підсумку то дійдемо останнього ступеня — до однорідної, географічно далі неподільної одиниці - так званої фации.

При всім розмаїтті рівнів будівлі геосистем усі вони мають деякими загальними властивостями, які виділяють їх серед багатьох інших систем об'єктивної дійсності (фізичних, біологічних, соціальних та інших.) визначають їх «географичность». Перше властивість будь-якої геосистемы — її цілісність. Систему не можна зводити від суми її частин — компонентів. З взаємодії компонентів виникає щось якісно нове, наприклад, здатність продукувати біомасу. «Продуктом» геосистемы, тобто. результатом її функціонування як єдиного складний механізм, служить грунт — новий компонент, який міг утворитися від механічного складання води, материнської породи органічною маси, — саме цілісність геосистемы породжує грунт.

Целостность геосистемы проявляється у її відносної автономності і опірності зовнішніх впливів, у наявності розділяли, упорядкованості структури. Геосистема, звісно, не ізольована від довкілля, її пронизують потоки енергії і ті речовини, зовнішні. Але внутрішні зв’язку геосистемы тісніші, ніж зовнішні. У ньому відбуваються безперервний міна й перетворення енергії і ті речовини. Усю сукупність процесів переміщення і трансформації енергії і ті речовини в геосистеме може бути її функціонуванням. Воно складається з поглинання і трансформації сонячної енергії, влагооборота, геохімічного круговороту, біологічного метаболізму і механічного переміщення речовини під впливом сили тяжкості.

Структура геосистемы окреслюється її просторово-тимчасова організація чи упорядкованість взаємного розташування сполуки окремих частин. У геосистемах розрізняють структуру вертикальну (чи радіальну) і горизонтальну (чи латеральную).

Первая виявляється у ярусном, тобто. упорядкованому відповідно до законом всесвітнього тяжіння, розташуванні компонентів, пов’язані вертикальної ж системою вещественно-энергетических потоків. Прикладами вертикальних системоутворюючих потоків можуть бути випадання атмосферних опадів, їх фільтрація у грунт і грунтових вод, підняття водних розчинів по капілярам грунтів та материнської породи і з судинах рослин, випаровування з грунту, транспирация.

Под горизонтальній структурою геосистемы розуміють упорядкований розташування геосистем нижчих рангів всередині системи вищого рангу, наприклад урочищ не більше ландшафту, як і показано малюнку 1. У разі упорядкований розташування локальних геосистем (урочищ) визначається рельєфом. Рельєф ж спрямовує й захопити основні латеральні потоки: водний (склоновый) стік, а разом із — перенесення твердих частинок і ті речовини в розчиненому вигляді, стекание холодного повітря схилами.

Помимо просторової упорядкованості геосистемам властива і тимчасова упорядкованість структурних частин. Досить про сніжному покриві - це специфічно тимчасової компонент, який регулярно з’являється й зникає у багатьох геосистемах в холодну пору року. Зелена маса рослин, навпаки, з’являється й «працює» (тобто. бере участь у функціонуванні) в геосистемах високих та помірних широт лише тепле сезон. Отже, будь-якої геосистеме властивий закономірний набір станів, ритмічно змінюваних в річному циклі. Один рік — це характерне час геосистемы, або її виявлення.

Отсюда ми наближаємося поняттю динаміка геосистемы. Під динамікою маю на увазі такі зміни геосистемы, які мають зворотній характері і не призводять до перебудові її структури. Це насамперед циклічна зміна станів (сезонних, добових), крім того, відбудовні зміни, виникаючі після порушення геосистемы зовнішніми чинниками, зокрема і господарським впливом (наприклад, вирубкою лісу, оранкою). Динамічні зміни свідчить про здібності геосистемы повертатися до вихідному стану (поки дію зовнішніх збурюючих факторів не перейшло деякого критичного порога), тобто. її стійкості. Стійкість і мінливість — дві важливі якості геосистемы, перебувають у діалектичній єдності.

От динаміки слід відрізняти еволюційні зміни, чи розвиток геосистем. Розвиток — спрямовані (необоротні) зміни, що призводять до корінний перебудові структури, тобто. до появи нової геосистемы (наприклад, внаслідок глобальним змінам клімату, інтенсивних тектонічних рухів та інших причин). Еволюційні зміни притаманні всім геосистемам. Перебудова локальних геосистем може статися очах людини, про що свідчать такі процеси, як заростання озер, заболочування лісів, виникнення ярів. Час трансформації систем регіонального рівня вимірюється геологічними масштабами (по меншою мірою, тисячоліттями і навіть мільйонами років). Перебудова всієї географічної оболонки, природно, вимагає найбільш тривалих термінів.

РАЗДЕЛ 2. ОСОБЛИВОСТІ ПРОСТОРОВО-ЧАСОВОЇ ОРГАНІЗАЦІЇ ГЕОСИСТЕМ.

2.1. Геосистема найвищого рангу і: географічна оболонка (эпигеосфера).

Географическая оболонка уперше було визначено П. І. Броуновым ще 1910 р. як «зовнішня оболонка Землі». Це найскладніша частина нашої планети, де торкаються одна одної і взаємопроникають атмосфера, гідросфера і літосфера. Тільки тут можливо одночасне і забезпечити сталий існування речовини в твердому, рідкому і газоподібному станах. У цьому оболонці відбувається поглинання, перетворення й накопичення променистої енергії Сонця; лише у її межах можна було виникнення і розповсюдження життя, яка, своєю чергою, стала потужним чинником подальшого перетворення і ускладнення эпигеосферы. Нарешті, всередині цієї оболонки з’явилася людина, котрій вона почала географічної середовищем — середовищем проживання і преосвітньої господарську діяльність.

Эпигеосфера немає різких кордонів, вона відкрита впливам що з Космосу, таки з глибинних товщ планети, у яких які і переходить. Верхні межі эпигеосферы зазвичай проводять за тропопаузе — прикордонному прошарку між тропосферой і стратосферой, лежачому загалом в розквіті 10−12 кілометрів від рівня Океану. Нижче цього кордону властивості повітряної оболонки значною мірою визначаються впливом яка підстилає поверхні суші та Океану, звідки надходять тепла і волога, і навіть тверді частинки й живе речовина (бактерії, суперечки та пилок рослин i ін.).

Более спірні нижні кордону эпигеосферы, у разі, лежать не глибше 3−5 км, куди ще проникають гази атмосфери, вода в рідкому стані (щоправда, як дуже гарячих і дуже минерализованных розчинів) і пояснюються деякі бактерії. Гідросфера повністю входить у географічну оболонку — до найбільших глибин (11 км), де виявлено живі істоти (бактерії).

Целостность эпигеосферы визначається взаимообусловленностью її компонентів, безперервним вещественно-энергетическим обміном з-поміж них, котрий за своєї інтенсивності значно перевищує обмін між эпигеосферой загалом, з одного боку, і піднятим Космосом і глибинними товщами планети — з іншого.

Структура эпигеосферы надзвичайно складна, причому чітко виражені як його вертикальна, і горизонтальна складові. Три основних структурних блоку — тропосфера, гідросфера і осадова оболонка земної кори (стратисфера) — перебувають у вигляді ярусів відповідно до їх щільністю. Четвертий блок (компонент) — біосфера як сукупність всіх організмів — не утворює самостійної оболонки, а пронизує все три головних ярусу. У цьому живе речовина зосереджено переважно в зонах безпосереднього контакту трьох неорганічних сфер, створюючи, за словами У. І. Вернадського, «плівки життя». Таких «плівок», а, по суті внутрішніх контактних структурних ярусів эпигеосферы, виходить три: на стиках атмосфери — літосфери, атмосфери — гідросфери (точніше — Світового океану, чи океаносферы) і океаносферы — літосфери (рис. 2).

.

Наибольшей складністю виділяється контактний шар, чи сфера наземних ландшафтів (іноді звана ландшафтної оболонкою), куди входять поверхневу товщу земної кори — зону гипергенеза потужністю десятки або сотню метрів (максимум до 500−800 м) і приземный шар тропосфери до висоти 30−50 м, пронизаний наземними частинами рослинного покриву. По суті, ця структурна одиниця географічної оболонки формується на контакті всіх трьох неорганічних сфер, бо гідросфера широко представлена тут різноманітними скупченнями поверхневих і підземних вод. Але тут зосереджена переважна більшість (щонайменше 99%) живого речовини Землі. У цьому тонкої «плівці життя» розміщуються основні механізми трансформації речовини і Землі, це свого роду «головна кухня» эпигеосферы, безупинно поглинаюча і перетворююча сонячної енергії; тут інтенсивно протікають процеси влагообмена, міграції хімічних елементів, руйнації гірських порід, перенесення і акумуляції пухких наносів, біологічного синтезу і розкладання, формування грунтів, різної форми рельєфу тощо. буд.

Сфере наземних ландшафтів властива строкатість і контрастність від місця доречно, тобто. яскраво виражена латеральна структура: наноелектроніка складається з багатьох геосистем регіонального та локального порядків, буде про що розказано нижче.

Второй контактний ярус приурочена до зоні безпосереднього взаємопроникнення і взаємодії гідросфери і тропосфери, до неї входять поверхнева товща Світового океану (на глибину до 150−200 м) і примикає щодо нього підводний шар тропосфери. Гази тропосфери пробираються у водну товщу, рух повітряних мас сприяє її інтенсивному перемішуванню. Завдяки проникненню сонячних променів поверхневий пласт Океану заселений зеленими рослинами, хоча щільність їх (на одиницю виміру площі) значно менше, ніж поверхні суші. Ця «плівка» є аналогом сфери наземних ландшафтів, і можна назвати сферою океанистических ландшафтів. Тут спостерігається також латеральна диференціація (у разі яку можна без натяжок вважати горизонтальній, оскільки поверхню Океану, на відміну суші, справді горизонтальна) і формуються особливі геосистемы, але з спостерігається такої строкатості і контрастності, як у суші.

Наконец, третій контактний ярус эпигеосферы — це сфера підводних ландшафтів. Вона містить океанистическое дно разом із придонным шаром водної товщі Світового океану. Тут за великому участі залишків водних організмів формуються донні мули — аналог грунту. Добре виражена латеральна диференціація, особливо у шельфі, де рясне надходження речовини з суходолу на поєднані із сонячним освітленням і інтенсивним перемішуванням створює сприятливі умови у розвиток водоростей і різних безхребетних.

Функционирование эпигеосферы здійснюється з допомогою енергії, що у основному ззовні, і променистої енергії Сонця. Тепловий потік із глибин Землі еквівалентний лише 0.02−0.03% потоку сонячної енергії. З іншого боку эпигеосфера має великі запаси потенційної енергії, накопиченої з допомогою тектонічних процесів і рівної приблизно половині щорічно прихожого до Землі потоку електромагнітного випромінювання Сонця. Ця енергія реалізується (перетворюється на кінетичну) при денудации, тобто. переміщенні твердих мас обломочного матеріалу (обвали, зсуви та інших.). Запас енергії іншого — потенційної хімічної - накопичений у осадової товщі організмами за історію існування й у час марнотратно витрачається людством.

Поглощенная сонячна радіація витрачається головним чином нагрівання Землі і океанів (у своїй між трьома головними блоками эпигеосферы відбувається дуже складний обмін) і випаровування вологи із поверхні Світового океану та материків. Ці енергетичні взаємодії стимулюють інтенсивний круговорот речовин, який, передусім, проявляється у найбільш рухливих середовищах — повітряної і водної.

В силу нерівномірного нагріву підстильної (субаэральной) поверхні різними широтах, і навіть суші і океанах атмосфера одержує у різних регіонах неоднакове кількість тепла. Через це над яка підстилає поверхнею утворюються повітряні маси, зі різною щільністю (атмосферним тиском), порушується термодинамічне рівновагу в тропосфері й відбувається переміщення (циркуляція) повітряних мас.

Аналогичные явища простежуються поверхневою товщі Світового океану, але головним чинником циркуляції водних мас і отриману освіту системи морських течій виявляється вітер, тобто. циркуляція повітряних мас.

Круговорот речовини в эпигеосфере не обмежується його механічним переміщенням в однорідної середовищі. Особливе географічне значення мають переходи речовини з однієї геосферы до іншої, супроводжувані складними фізико-хімічними і біологічними перетвореннями і якісними змінами всіх блоків эпигеосферы. Так, гази атмосфери постійно є у інших структурних ярусах географічної оболонки: розчиняються водами Світового океану та суші, потрапляють туди як повітряних пухирців внаслідок хвилювання, проникають у далекому глиб земної кори. Атмосферне кисень бере участь у різноманітних окисних реакціях грунту, водойм, кори вивітрювання, використовується організмами для дихання; вуглекислий газ — основний «будівельний матеріал», з яких зелені рослини синтезують органічні речовини.

Циркуляция атмосфери — важливий передатний механізм, з допомогою якого здійснюється обмін теплом, вологою, мінеральними солями між суходолом і океаном. Волога, яка надходить повітряні маси результаті випаровування, циркулює водночас і, становлячи найважливіше ланка світового влагооборота. Щороку до ньому бере участь 525 тис. км3 води. У тому числі 412 тис. км3 становить водообмін між Світовим океаном і атмосферою (тобто. кількість вологи, испаряющейся із поверхні океанів і возвращающейся її у як атмосферних опадів), 41 тис. км3 переноситься повітряними масами з океанів на суходіл і стільки ж повертається у вигляді стоку; влагооборот між суходолом і атмосферою дорівнює 72 тис. км3.

Наиболее складний характер має влагооборот у сфері наземних ландшафтів. З загальної кількості опадів 113 тис. км3 як поверхового стоку видаляється 29 тис. км3, решта фільтрується у грунт і грунти, звідки частково також стікає в Світовий океан як підземного стоку, частково випаровується із поверхні грунтів та рослин, але найбільше перехоплюється корінням рослин i бере участь у продукционном процесі. У цьому лише 1% всасываемой корінням вологи використовується на побудова живого речовини, а решту «перекачується» у повітря шляхом транспірацію. У ландшафтах з розвиненою рослинним покривом транспирируется 50−80% випадаючих опадів.

Твердое речовина земної кори найбільш інертно внаслідок великий сили зчеплення частинок. Однак під впливом атмосферних газів, води та організмів воно наводиться в рух і втягується у великих геохімічний круговорот, у водне, повітряну і биогенную міграцію. З річковим стоком щороку з суходолу на океан виносяться десятки мільярдів тонн зважених частинок і кілька мільярдів тонн розчинених солей як іонів Ca+2, Mg+2, Na+, CO32ClSO42- та інших. З океанів разом із водяникам парою й бризками солоні частки вступають у атмосферу, та деяка їх кількість з атмосферними опадами випадає на земну поверхню, частково компенсуючи їх винесення з земної кори. З іншого боку, між суходолом і океаном спостерігається інтенсивний пылеоборот: вітер піднімає стільчак у повітря десятки і навіть сотні мільярдів тонн пилу (зокрема і сольовий) на рік. Частина цієї пилу випадає над океаном, частина осідає лежить на поверхні суші.

В геохимическом кругообіг речовини особливо слід виділити біологічну складову. На синтез живого речовини витрачається незначна частка поглощаемой эпигеосферой сонячної енергії - трохи більше 0.1%. Та й саме маса його, начебто, незначна — приблизно одна мільйонна частка загальної маси эпигеосферы. Однак місія біоти функціонування та розвитку географічної оболонки величезна внаслідок виняткової хімічної активності організмів. Швидкість біологічного метаболізму (обміну речовин) в багато разів перевищує швидкість абіогенного кругообігу. Щороку оновлюється приблизно 1/10 всієї живої маси Землі, а фитопланктон океану загалом оновлюється щодоби. Порівняйте відзначимо, що з повного відродження всієї маси води Світового океану через випаровування потрібно було 3200 років. Інакше кажучи, щорічно у обігу лише 1/3200 води Світового океану, що стосується речовини літосфери (у тому її частки, розташовану вище рівня океану, тобто. за середньої потужності 875 м), то оборот через денудацию втягується щорічно лише трохи більше 1/10 0 її частки.

Организмы використовують із побудови живої матерії майже всі хімічні елементи, особливо велика їх роль круговерті вуглецю, азоту, фосфору, сірки. Відносне зміст вуглецю в організмах в 780 разів більше, ніж у осадових породах, азоту — в 150 раз. Залучаючи в круговорот елементи літосфери й нагромаджуючи в почвенном гумусе і осадових породах, биота перешкоджає їх виносу в океан. За історію існування життя хіба що багаторазово пропустила через тіла організмів речовина неорганічних оболонок Землі, повністю перетворивши. Уся осадова оболонка (стратисфера) створена з прямою чи непрямою участю живих істот; биогенное походження має основний газовий склад атмосфери.

Все процеси в эпигеосфере піддаються ритмічним та спрямованим (еволюційним) змін. Динаміка эпигеосферы складається з багатьох ритмічних коливань різною тривалості й різного походження. Найбільш короткі ритми — добовий і обсяг річного — мають астрономічну природу. Коливання сонячної активності викликають обурення магнітного поля Землі та циркуляції атмосфери, а ще через останню впливає на клімат, гідрологічні процеси, ледовитость морів, біологічну продуктивність (що фіксується, зокрема, в річних кільцях дерев). Відомі 11-річні, 22 — 23-летние ритми цього й більш тривалі (до 80−90 і 160−200 років).

Со взаємним переміщенням тіл у системі Земля — Сонце — Місяць пов’язані періодичні зміни приливообразующих сил, що виявляється в кліматі, водності, розвитку льодовиків. Встановлено 1850-летний цикл подібного походження, крім того, намічається трохи більше коротких (до 1−2 років) і більше тривалих (до 3500−4000) років ритмів. Коливання эксцентриситета земної орбіти, нахилу земної осі до площині орбіти також б'є по кліматі. Із цією чинниками пов’язують ритми великий тривалості (41 000−45 000, 90 000, 370 000 років), однією з проявів яких є материкові зледеніння.

Самые тривалі ритми, з амплітудою мільйони років, геологічні. До них відносять великі геологічні цикли (165−180 млн. років), зокрема каледонский, герцинский, мезозойский і кайнозойский. Початок кожного їх знаменовалось опусканиями земної кори і морськими трансгрессиями, вирівнюванням кліматичних контрастів; завершується цикл орогеническими рухами, розширенням суші, ускладненням її рельєфу, посиленням кліматичних контрастів, великими перетвореннями в органічному світі.

Разные ритми накладаються один на друга, причому чимало їх повторюються не з суворою періодичністю, а мають циклічний характер. Тому окремі ритми який завжди бувають ясно виражені. Можливі автоколивальні ритмічні явища, зумовлені не зовнішніми стосовно эпигеосфере процесами, а власними закономірностями, властивими тим чи іншим компонентами чи процесам. Найпростіший приклад — цикли у житті лісу, пов’язані з тривалістю лісоутворюючих порід. Складніший процес — автоколебания у системі льодовики — атмосфера — Океан. Зростання льодовикових щитів супроводжується похолоданням і зниженням рівня океану. Це своє чергу, приводить до зменшення випаровування, осадів та скорочення льодовиків. Але скорочення льодовиків має своїми наслідками зростання площі океанів, потепління, збільшення кількості опадів, що сприяє нового наступу льодовиків, тощо. буд.

Ритмические зміни бувають замкнутими, і більше тривалість циклу, тим менше можливість повернення природних комплексів до старого стану. Кожен наступний цикл перестав бути повним повторенням останнього, й у кінцевому підсумку розвиток эпигеосферы необоротно — він має вид висхідній спіралі, кожен виток якої знаменує одночасно підняття більш високий рівень розвитку. Як найбільших «витків» так можна трактувати тектонічні цикли.

Необратимость (спрямованість) розвитку эпигеосферы проявляється у поступове ускладненні її структури, появи нових компонентів і нових типів геосистем. Впродовж кількох останніх 550−600 млн. років, відповідних фанерозою, еволюція эпигеосферы простежується досить чітко. У земної корі цей час відбувалося скорочення геосинклиналей і зростання платформенных структур, посилення процесу осадкообразования, збільшення потужності осадової оболонки, та ускладнення її речовинного складу, особливо биогенной акумуляції. У гідросфері збільшувалася солоність, причому на перших етапах Світовий океан збагачувався солями завдяки вулканизму, кому надалі посилилося значення винесення солей з суші річковим стоком; відповідно і натомість переважаючих іонів Na+ і Clзростала частка Ca2+ і CO32.

В первинної атмосфері панували, очевидно, гелій і водень, потім він збагачувалася газами глибинного (вулканічного) походження — парами води, двоокисом і окисом вуглецю, сірководнем та інших. З розвитком рослинного покриву двоокис вуглецю стала вилучатися з атмосфери, і у неї надходило дедалі більше кисню й азоту.

Прогрессивная лінія розвитку — від нижчих форм до вищим — особливо очевидно виражена в органічному світі. Організми грали дедалі більше істотну роль перетворення неорганічних геосфер. Це дає підстави розглядати життя, її взаємодію Космосу з абиогенной середовищем, як головну рушійну силу розвитку эпигеосферы.

2.2. Ієрархія регіональних геосистем: диференціація эпигеосферы і фізико-географічне районування.

Дифференциация эпигеосферы на геосистемы регіонального рівня обумовлена складними взаємовідносинами двох головних енергетичних чинників — променистої енергії Сонця і внутриземной енергії, їх через нерівномірний розподіл, як і просторі, і у часі.

Количество котра надходить короткохвильовою радіації Сонця на одиницю виміру площі земної поверхні зменшується від екватора до полюсів внаслідок кулястості Землі. З цією пов’язано закономірне зміна всіх фізико-географічних процесів у цілому геосистем за широтою, зване географічної (широтной) зональностью Зональність було б математично правильний характер, якби вся поверхню земної кулі була однорідної за складом і було б нерівностей. Тоді як картина зональности виявляється набагато складніше.

Уже у атмосфері потік сонячних променів піддається перетворенню. Тут частину його відбивається від хмар і розсіюється у просторі. З огляду на рухливості повітряної середовища утворюються циркуляційні пояса з повітряними масами, з неоднаковою прозорістю стосовно сонячним променям. Над екватором у атмосфері багато хмар, які сильно відбивають і розсіюють короткохвильову радіацію, тоді як і тропіках повітря найбільш сухе й прозорий. Тому якомога більше променистої енергії Сонця доводиться не так на екватор, але в пояса між 20-ї і 30-й паралелями в обох півкулях.

Важнейшим наслідком зональности радіаційного балансу і за циркуляції атмосфери є зональний розподіл тепла і вологи. Запаси тепла на земної поверхні змінюються загалом відповідність до радіаційним балансом, і навіть середньомісячних температур, особливо теплих місяців. Проте зональні зміни зволоження мають, складніший характер. Атмосферні опади мають два максимуму — головний на екваторі і друге в поміркованих широтах, і різкий мінімум у тропіках, тобто. як там, де запаси сонячного тепла найбільші.

Чтобы будувати висновки про влагообеспеченности геосистем, необхідно зіставити її з величиною випаровуваності. Испаряемость — це та кількість вологи, яка могла б випаруватися у цих умовах при допущенні, що її запаси необмежені. Испаряемость характеризує хіба що потреба геосистемы у волозі, її граничне кількість, що може «працювати» в природному комплексі. У найзагальніших рисах його розподіл випаровуваності повторює зональні криві теплообеспеченности, з особливо різким максимумом в тропіках (до 4000−5000 мм на рік) і мінімумом в приполярних широтах (менш 100 мм на рік). Ставлення річний суми опадів до річний випаровуваності - так званий коефіцієнт зволоження Р. М. Висоцького — М. М. Іванова (До) — може бути найоб'єктивнішим показником атмосферного зволоження. При До 1 зволоження надлишкове (зокрема у високих широтах — приблизно на північ і південніше 50-й паралелі), а при До.